全南—尋烏斷裂帶溫泉水文地球化學特征

歐曉斌　鮑志誠　呂堅　肖健　趙影　陳浩

摘要：對全南—尋烏斷裂帶上5個溫泉點進行野外調查和取樣分析，對采集的水樣進行常量組分、微量元素和氫氧同位素的測試，得到該區斷裂帶上溫泉的水文地球化學特征及其成因。結果表明：①全南—尋烏斷裂帶溫泉水溫為42 ℃～72 ℃，屬中高溫溫泉；分為HCO₃-Na型水和HCO₃-Na-Ca型水，以HCO₃-Na型為主；富集Na、Li、Sr等主微量組分，主要是由于地下熱水在循環過程中與周邊的燕山期中酸性侵入巖發生了水-巖相互作用導致。②δD和δ¹⁸O測值分別為-40.38‰～-44.50‰和-6.42‰～-6.95‰，分布在大氣降水線左側附近，指示熱水主要源自大氣降水，并且部分溫泉與其中的CO₂氣體發生了水-氣相互作用。③溫泉主要是由大氣降水沿全南—尋烏斷裂帶深入地殼深部，經過深循環加熱后，在有利的斷裂通道上涌至地表而形成，溫泉的空間分布和水文地球化學特征與該區的地震活動有著較好的對應關系。

關鍵詞：溫泉；水化學組分；氫氧同位素；全南—尋烏斷裂帶

中圖分類號：P315.724文獻標識碼：A文章編號：1000-0666（2023）04-0529-13

doi：10.20015/j.cnki.ISSN1000-0666.2023.0062

0引言

地下流體在地震孕育和發生過程中起著非常重要的作用，并且流體具有很強的信息傳遞能力，其攜帶著地球深部物質運動的重要信息（杜建國，康春麗，2000；孫小龍等，2020；李營等，2022），因此，地下流體被認為是最有效的中短臨地震預測手段之一（劉春國等，2022）。國內外的研究者試圖通過監測地下流體的物理性質和化學成分的變化來獲取地震前兆異常（Nishizawa et al，1998；陳棋福，2005；Zhou et al，2010；趙永紅等，2011；Woith et al，2013；Skelton et al，2014；Chen et al，2015；劉耀煒等，2015；Onda et al，2018；Skelton et al，2019；Sato et al，2020；Martinelli et al，2021；Wang et al，2021；Gori，Barberio，2022；劉磊等，2022）。水文地球化學測量是研究地下流體化學成分的形成、演化的常用方法。水化學組分、穩定同位素組成以及地下水年齡等能夠表征地下水成因與補給、水-巖作用、熱儲溫度、循環深度、地下水混合作用等方面性質，指示流體的來源及經歷的地質過程（Piper，1953；Craig，1961；Giggenbach，1988；宋獻方等，2007；孫小龍等，2016；鮑志誠等，2021；顏玉聰等，2021；Zhou et al，2022a）。

溫泉作為一種水溫高于當地地下水的特殊流體，是一種天然的地震流體觀測“深井”（王云等，2018）。水熱活動通常與深大斷裂或者活動斷裂密切相關，地熱水沿斷裂通道迅速運移，出露地表即形成溫泉。溫泉與地震活動在空間分布上存在明顯的一致性，中高溫熱水區尤其是中高溫熱泉密集帶，常常是地震活動強烈的區域（車用太，魚金子，2006；Rigo，2010）。國內外的研究發現，地震前后應力變化會引發斷裂帶附近溫泉水的化學特征發生明顯變化，并且水化學異常以短臨異常為主，映震效果好（Favara et al，2002；陳棋福，2005；肖瓊等，2009；Gulec et al，2015；Zhou et al，2020；Li et al，2021；Wang et al，2021；Zhou et al，2021；鮑志誠等，2022a，b；Yan et al，2022）。因此，對斷裂帶上的溫泉進行水文地球化學特征的監測和研究，可以捕獲地殼深部的構造信息和地震流體地球化學異常。

全南—尋烏斷裂帶是贛南南部地區主要的控震斷裂帶，近現代中強震也主要沿此斷裂帶分布（湯蘭榮等，2017）。該區溫泉發育，但目前關于溫泉的水文地球化學研究內容較少。孫占學等（2004，2014）對贛南地區溫泉氣體的化學組成、同位素化學特征進行了分析和研究，探討了贛南部分地區溫泉氣體的成因；張智超（2017）探究了贛西南氮氣型溫泉的深部地球化學演化和水巖作用機理；蔡國福（1983）、馮絢敏（1990）研究發現，1982年龍南MS4.9地震和1987年尋烏MS5.4地震前都存在較多的前兆異常，并且以水化學異常（水氡、F^-、Cl^-、Ca²⁺、Mg²⁺、HCO^-₃、SiO₂）為主，異常持續時間一般為2～4個月，對于短

臨預報具有重要意義。以上研究說明全南—尋烏斷裂帶的中強震存在發育地震流體地球化學異常的條件，并且水化學組分映震效果好。近年來全南—尋烏斷裂帶連續發生多次小震，形成了尋烏和龍南小震群。小震活動性加強表明全南—尋烏斷裂帶的活動性有所增強，因此有必要加強對全南—尋烏斷裂帶的震情跟蹤、前兆觀測和研究。本文對全南—尋烏斷裂帶上的5個溫泉進行水化學組分、微量元素和氫氧同位素分析，查明溫泉的水文地球化學特征、水-巖相互作用和深部循環過程，深化對該區溫泉地球化學成因以及斷裂帶地震活動性的認識，為華南沿海地震危險區的震情跟蹤、流體異常核實和地震研判提供依據。

1研究區地震地質概況

贛南地區位于華南沿海地震帶東段，地震活動較強，地震頻度、強度明顯高于贛中和贛北地區。該區地震主要沿著全南—尋烏斷裂帶和石城—尋烏斷裂帶展布，斷裂構造對于地震的控制作用十分明顯（湯蘭榮等，2017）。全南—尋烏斷裂帶分布于全南、龍南、定南到尋烏一帶，處于贛南的南部地區，位于南嶺緯向構造帶南部邊緣，整體呈近EW向，長約140 km、寬約40 km（圖1）。全南—尋烏斷裂帶上的歷史中強震和現今小震活躍。最近的兩次中強震分別是1982年的龍南MS4.9地震和1987年的尋烏MS5.4地震。該斷裂帶主要由近東西向的褶皺、擠壓帶、燕山期巖漿巖和中新生代沉積盆地組成，呈多組斷裂展布，斷層擠壓破碎帶發育，并具有右旋走滑特征（呂堅等，2002）。該區巖漿巖分布廣泛，以燕山期中酸性巖漿巖為主（賴章忠，王安誠，1996；華仁民等，2003；巫建華等，2019）。斷陷盆地內河流階地和第四紀沉積物發育有差異，反映該斷裂第四紀以來仍在活動。

江西地熱資源豐富，位于我國各省份的前列，其中贛南地區的地熱資源尤為豐富。贛南地區的大地熱流平均值為76.03 mW/m²，高于贛北地區的熱流平均值58.0 mW/m²和我國大陸熱流平均值65 mW/m²，屬于高熱流值地區（林樂夫等，2017）。贛南地區自然出露的溫泉共有50多處，主要沿著NNE向、NEE向和EW向斷裂帶分布，如大余—南城深斷裂、石城—尋烏深斷裂帶以及全南—尋烏斷裂帶，其中全南—尋烏斷裂帶上分布的天然溫泉就有10余處（王貴玲，2018）。這些斷裂帶規模較大，切割深度深，控制著該地區中新生代紅盆的形成和發展，同時，印支期和燕山期巖漿巖沿著斷裂帶侵入，造成該區大量溫泉的形成。本研究選取的5個溫泉點均分布在全南—尋烏帶斷裂上，溫泉點受人為干擾較少，從東到西分別為尋烏的民裕溫泉、龍南的湯湖溫泉和豆頭溫泉以及全南的熱水溫泉和茅山溫泉（圖1）。

2樣品采集測試與分析

樣品容器使用100 mL的高密度聚乙烯瓶（HDPE），瓶蓋帶螺旋，使用前先用去離子水清洗干凈。為避免樣品被污染，采樣前用所取溫泉水清洗采樣瓶3次，后采用溢流法采集樣品。水樣采集完畢后立即蓋好瓶蓋，并用封口膜纏緊瓶口，保證水樣與空氣隔絕，每個取樣點取2份水樣以作備份。水樣采集現場進行水溫測定，每個參數連續測3次后取平均值。

樣品的常量組分、微量元素及氫氧同位素測試均在中國地震局地殼動力學重點實驗室（地球化學與地下流體實驗室）完成，常量元素分析設備為ICS-2100型離子色譜儀，其流量精度小于0.1%；微量元素測試使用電感耦合等離子體質譜儀（ICP-MS），測試精度小于5%；氫氧同位素分析設備為LGR 912-0008穩定同位素分析儀，氫氧穩定同位素的測定結果用相對于V-SMOW 的千分差表示，測試精度δ¹⁸O＜0.5‰、δD＜0.1‰。

筆者對全南—尋烏斷裂帶上5個溫泉點的水樣進行了Na⁺、K⁺、Mg²⁺、Ca²⁺、F^-、Cl^-、SO^2-₄、NO^-₃和HCO^-₃等主要離子組分的分析，結果見表1?？側芙夤腆w（TDS）用各陰陽離子含量之和減去（HCO^-₃）/2表示，TDS變化范圍為215.50～767.47 mg/L。由表1可知，斷裂帶上溫泉的優勢陽離子均為Na+，取值范圍為51.13～215.45 mg/L；優勢陰離子均為HCO^-₃，取值范圍為164.75～768.81 mg/L。溫泉水樣中含有一定量的F^-和Cl^-，平均值分別為6.38和7.32 mg/L。對陰陽離子進行電中性檢驗，誤差均小于等于5%，說明測試數據可靠。5個溫泉水樣的氫同位素值（δD）范圍為-40.38‰～-44.50‰，平均值為-42.89‰；氧同位素值（δ¹⁸O）范圍為-6.42‰～-6.95‰，平均值為-6.68‰（表1）。溫泉的微量元素含量較低，均小于1 mg/L，其中Li、B、Fe、Rb、Sr、Ba等元素含量相對較高，平均值大于100 μg/L（表2）。

3討論

3.1水化學特征

全南—尋烏斷裂帶上的5個溫泉的水溫在42℃～72℃，屬中高溫溫泉；TDS為215.50～767.47 mg/L，平均值495.16 mg/L，屬中低礦化度水（表1）。圖2為5個溫泉的陰、陽離子Piper三線圖，從圖中可以看出所有溫泉的優勢陽離子均為Na⁺，除茅山溫泉外，Na⁺的當量濃度在陽離子中占比均超過80%，茅山溫泉含有部分Ca²⁺，當量濃度占陽離子總濃度的29%，所有溫泉的Mg²⁺含量較低；溫泉的優勢陰離子均為HCO^-₃，當量濃度占比均超過80%，此外還含有少量SO^2-₄，Cl^-含量相對較低。根據地下水舒卡列夫分類方法，茅山溫泉為HCO_3^-Na-Ca型水，其它溫泉均為HCO₃-Na型水。

全南—尋烏斷裂帶溫泉水的陽離子主要為Na⁺，這與研究區的巖性密切相關。該斷裂帶上發育著較為廣泛的燕山期花崗巖、花崗閃長巖和閃長巖，而這些中酸性巖漿巖主要由斜長石、鉀長石和云母等礦物組成，Na和K元素含量高（李獻華等，2007；陶繼華等，2013）。在熱水沿著這些巖體內的斷裂進行循環的過程中，在較高的溫度和壓力環境下，發生了較為強烈的水-巖反應，使圍巖中的Na⁺和K⁺大量進入水中，Na⁺具有很強的遷移能力，容易在熱水中富集，K⁺的遷移能力低，并且具有生物活性，所以在熱水中含量偏低。Na⁺與TDS具有很好的相關性，也表明在水-巖反應過程中中酸性侵入巖對于熱水中主要離子組分的貢獻（圖3a）。

溫泉水的優勢陰離子均為HCO^-₃，含量較高。HCO^-₃含量與Ca²⁺+Mg²⁺含量相關性弱，相關系數R為0.4（圖3b），并且研究區地層的沉積碳酸鹽巖分布較少，所以排除了由碳酸鹽巖溶解形成溫泉中高HCO^-₃含量的可能性。觀察所采溫泉均有氣泡出露，前人對該區部分溫泉的溫泉氣進行研究發現主要為CO₂氣體，占溫泉氣體總體積96.47%以上（李富光，1983；孫占學等，2014）。因此本文研究區觀察到的溫泉氣應該以CO₂為主，CO₂氣體在運移過程中不斷溶解在熱水中或與巖漿巖中的硅酸鹽礦物發生水-巖反應，導致HCO^-₃含量升高。溫泉水中含有一定量的F^-、Cl^-，也與該區中酸性侵入巖的溶濾作用有關系。因為這些巖漿巖中存在黑云母、螢石以及磷灰石等富F^-和Cl^-的礦物，并且F-含量受Ca²⁺含量的控制，表現為F^-與Ca²⁺具有較好的負相關性（圖3c），主要原因是CaF₂的溶解度低，易沉淀。

地下水中一些離子之間物質的量濃度比可以幫助分析地下水的各種狀態與地質作用。γNa⁺/γCl^-值是表征地下水中Na+富集程度的常用水文地球化學參數（章光新等，2006）。γNa⁺/γCl^-值越小，變質程度越大，反映出地下水所處環境封閉條件越好；其值越大，地下水受滲入水影響越大（郝永河，2010）。研究區所有溫泉點的γNa⁺/γCl^-值均遠大于海水值0.85，取值范圍為12.98～62.72（表3），表明地下熱水與花崗巖等圍巖的水-巖相互作用強烈，溶濾作用使長石類礦物發生了水解產生大量的可溶性的Na⁺。γCl^-/γCa²⁺值表征地下水水動力特征，其值越大，表明地下水流動條件越差，地下水流動越緩慢（郝永河，2010）。研究區除了全南的熱水溫泉γCl-/γCa2+值為5.32外，其它溫泉均小于1（表3），表明熱水溫泉地下熱水流動性較差，而其它大部分溫泉的水動力條件好，循環更新較快。鹽化系數γCl^-/（γCO^2-₃+γHCO^-₃）主要反映地下水的濃縮程度（Mondal et al，2010）。研究區所有溫泉的鹽化系數都低于0.1（表3），反映出地下熱水的濃縮程度低，水循環較快。

3.2微量元素特征

溫泉水中的微量元素是地下水在循環過程中水-巖反應的結果，因此研究區溫泉的微量元素含量能夠在一定程度上反映其水-巖反應程度（石宏宇等，2021）。由于微量元素在地下水中的溶解性和遷移性弱，所以溫泉水中微量元素的含量一般是很低的，遠低于1 mg/L，通常用μg/L來表示。研究區溫泉的微量元素含量較低，小于1 mg/L（表2），其中Li、Sr、B含量較高，平均值分別為453.1、570.1和180.9 μg/L。一般采用富集因子EF定量評價微量元素的富集程度（顏玉聰等，2021；Zhou et al，2022b），其計算公式如下：

EF_i=（C_i/C_R）/w（C_i/C_R）_r（1）

式中：C_R為選定的參比元素含量；C_i為樣品中元素含量；w為水樣中元素濃度；r為巖石中元素濃度。本文選定Ni作參比元素（Aiuppa et al，2000；Wang et al，2021），選用贛南盤古山鉀長花崗巖的元素平均值作為參考背景值（方貴聰等，2016），對本文5個溫泉點測定的15種微量元素進行歸一化處理，并繪制微量元素的富集因子圖（圖4）。

從圖4中可以看出，Li、Sr、Cs、Ba等元素的富集因子高，表明溫泉水中的這些元素相對于花崗巖圍巖富集程度高。Na⁺與Li、Sr都具有強相關性（圖3d、e），相關系數R分別達到0.98和0.87，表明微量元素Li、Sr與常量組分Na+的來源一致，主要為中酸性侵入巖受熱水溶濾作用而產生。研究區廣泛分布的花崗巖和閃長巖中存在富集Li、Sr等元素的礦物，如鋰云母中富含Li、斜長石中富含Sr，這些微量元素的活動性較強，在水-巖反應過程中容易由巖石進入流體并進行遷移，導致溫泉熱水中較高的Li、Sr含量。Cs、Ba的相對富集主要是與Cs、Ba在水流體中的強活動性有關系，作為強不相容性元素，它們更容易在流體相中富集。有研究表明溫泉水中的B元素主要來源于淺部海相沉積巖溶濾或者深部水熱活動對火山巖的溶濾（呂苑苑等，2012；李明禮等，2015），由于研究區海相沉積巖和海相流體不發育，所以溫泉熱水中的含量較高的B元素主要來自地熱流體對火山巖圍巖的溶濾，這也說明熱水在斷裂帶中發生了深循環。

3.3溫泉水的來源

溫泉的氫氧同位素組成通常記錄了溫泉的起源和形成過程的信息（顧慰祖，2011）。大氣降水成因的溫泉水，其同位素組成與大氣降水類似。如果出現偏離大氣降水線的現象，則可能是水-巖反應或者水-氣作用所造成的同位素分餾（圖5）。全南—尋烏斷裂帶溫泉的δD和δ¹⁸O值分別為-40.38‰～-44.50‰和-6.42～-6.95‰（表1），變異系數均為0.03，說明氫氧同位素組成變化不大，這主要是由于采樣點的高程都在250～300 m，并且在緯度上較為接近，所產生的同位素分餾效應較小。從圖5可見，對比全球大氣降水線和全國大氣降水線（Piper，1953；鄭淑蕙等，1983），全南—尋烏斷裂帶溫泉的氫氧同位素值均在大氣降水線附近，表明溫泉水來源于當地的大氣降水；除了湯湖溫泉點，其它溫泉相對于全國大氣降水線，都存在不同程度的左側偏離，表現為氧同位素貧化（負漂）的特征，以豆頭溫泉最為明顯。通過進一步分析發現，溫泉的HCO^-₃含量和δ¹⁸O值的負相關性較好（圖3f），即HCO^-₃含量越高，δ¹⁸O值越低。全南—尋烏斷裂帶溫泉的高HCO^-₃含量主要是由于其中的CO₂氣體溶解造成的，因此可以認為CO₂含量與δ¹⁸O具有負相關性。研究表明當CO₂氣體相對于地下水占主導地位時，同位素交換作用會導致地下水中氧同位素的負向漂移（Pang et al，2017）。因此，研究區熱水在運移的過程中與其中的CO₂氣體發生了水-氣相互作用，進行了同位素交換，造成了δ¹⁸O的負漂。

Cl-Li-B三角圖通常用來區分不同來源的熱水，可用來研究熱水的起源問題和判斷水-巖相互作用程度（Giggenbach，1991a，b）。由于溫泉水樣的Li含量較高，樣品點主要落在三角圖的Li端元附近，其中民裕溫泉靠近閃長巖，湯湖和熱水溫泉位于花崗巖和閃長巖的連線上，豆頭和茅山溫泉靠近花崗巖（圖6）?？傮w上，研究區熱水來源類似，主要是通過構造裂隙流經中酸性巖漿巖，并與這些巖體發生了水-巖相互作用，從而具備了特征的主微量元素分布。溫泉所在的研究區主要以燕山期的花崗巖、花崗閃長巖和閃長巖為主，沉積碎屑巖和碳酸鹽巖發育較少，這也與圖6結果一致。

3.4熱儲溫度和循環深度

Na-K-Mg三角圖可用來分析地下水水-巖平衡狀態、地下水熱儲溫度、循環深度等，對體系的開放與封閉條件的判斷、時間及運移過程的判斷非常有用（Giggenbach，1988；孫小龍等，2016）。本文利用Na-K-Mg三角圖分析溫泉水的水-巖平衡狀態以及循環深度。由圖7可見，民裕溫泉分布在部分平衡水區域，表明其水-巖相互作用已達到部分平衡，地下熱水循環深度較深，這與其水溫高（71.2℃）相吻合；其它溫泉主要分布在未成熟水區域的Mg端元附近，表明地下水循環周期相對較快，水-巖相互作用尚未達到平衡，水-巖相互作用仍在進行，但湯湖溫泉和熱水溫泉整體具有向部分平衡水區域靠近的趨勢，說明其水-巖相互作用相對較高，地下熱水循環深度較深，這也與其水溫較高（>60℃）相對應。Na-K-Mg三角圖是基于Na-K溫標和K-Mg溫標建立的，因此可用于估算地下水樣的熱儲溫度，但是采用陽離子溫標計算的前提是地下水中離子達到平衡狀態，所以本文只對達到部分平衡的民裕溫泉的熱儲溫度進行估算。依據圖7中溫標線（圖中綠色實線）的指示，民裕溫泉的熱儲溫度在175 ℃左右，屬于高溫熱儲。熱水循環深度計算公式為：

H=（T-T₀）/G+H₀（2）式中：H為循環深度（km）；T為熱儲溫度（℃）；T₀為恒溫層溫度（℃），取當地平均溫度19 ℃；G是地溫梯度（℃/km），取25 ℃/km的地殼平均垂向地溫梯度；H0為恒溫層深度（km），取值0.02 km。根據式（2）可以計算出民裕溫泉的循環深度在6.3 km左右，這與全南—尋烏斷裂帶切割較深相吻合。

3.5與地震活動性的關系

為進一步探究溫泉的水文地球化學特征與斷裂帶地震活動性之間的關系，本文選取了1970—2022年全南—尋烏斷裂帶上（24°30′N～25°N）記錄到的M≥2.0地震，結合所獲得的溫泉水文地球化學數據進行分析。由于全南—尋烏斷裂帶是一條近東西向的構造帶，因此以經度為橫坐標，對溫泉的點位、水溫、TDS、地震震級以及震源深度進行作圖（圖8）。

從圖8b～c中可以發現，全南—尋烏斷裂帶東段的民裕溫泉和中段的湯湖溫泉的水溫高，均大于70 ℃，斷裂帶中段的豆頭溫泉和湯湖溫泉的TDS也較高，大于500 mg/L；從地震活動性來看，全南—尋烏斷裂帶的東段和中段的地震分布較為密集（圖8d），并且震級較大、震源深度也較深（圖8e），尤其是中段發生了1982年的龍南5.0級主震-余震型地震?？傮w來看，地震活動性較強的中段114.8°E附近和東段115.6°E附近（圖8黃色陰影部分）所發育的溫泉具有較高的水溫和TDS，而其它段不發育溫泉或者溫泉的水溫和TDS較低。以上說明斷裂帶活動性越強，切割深度越深，斷裂中熱水的循環深度和熱儲溫度越高，循環過程中的所發生的水-巖作用越強，從而導致熱水的TDS含量升高。另一方面，溫泉熱水在深部循環的過程中也會對斷層圍巖產生一定的弱化作用。深部斷層系統中的孔隙流體壓力增大，容易驅使流體流動，導致斷裂面的有效正壓力降低，從而起到弱化斷層強度和控制地震活動的作用（Richard et al，1977；Sibson et al，1988；Snell et al，2020）；此外，斷裂深部熱儲溫度較高，水-巖反應將導致礦物蝕變，形成摩擦系數低的黏土礦物，從而改變斷層巖石的抗壓強度與地震活動性（宋貫一等，2000；段慶寶等，2015；Dorsey et al，2021）。綜上可知，全南—尋烏斷裂帶為溫泉熱水的運移和聚集提供了通道和場所，流體與巖石發生物理化學效應從而改變斷層的狀態，進而影響該區的地震活動性。

3.6溫泉的形成過程及意義

全南—尋烏斷裂帶是一條分布于燕山期巖漿巖中的近EW向的深斷裂，斷裂帶既是良好的滲水通道，也是良好的導熱構造，因此發育有較多的中高溫溫泉。本文對這些溫泉進行了系統的水文地球化學研究，發現溫泉補給主要是大氣降水，降水沿著斷裂帶滲入地下，通過縱橫交錯的裂隙系統，以不同的運動路徑深入地殼深部6 km左右，地下水經過加熱形成地下熱水，經過深循環后，地下熱水分別在有利的斷裂通道（張性斷裂或者構造交匯處）上涌至地表而形成各個溫泉點，并沿著斷裂帶分布。全南—尋烏斷裂帶溫泉的熱源主要來自地熱增溫、燕山期巖漿巖余熱和斷層摩擦熱（李學禮，1992；李學禮，楊忠耀，1992；林樂夫等，2017）。地下熱水在運移過程中，尤其是在深部高溫高壓的環境下容易與其周邊的中酸性侵入巖發生水-巖相互作用，從而導致出露的溫泉相對富集Na⁺、Li、F^-、Sr等主微量元素組分。同時，地下熱水在地殼深部運移的過程中，匯入了深部的CO₂氣體，在隨熱水上升至淺部的過程中，CO₂不斷溶解在熱水中或與硅酸鹽礦物發生水-巖反應，導致熱水中的HCO^-₃含量升高，形成HCO₃-Na型水。此外，地下熱水與其中的CO₂氣體發生的水-氣相互作用會產生氧同位素交換，從而導致部分溫泉的δ¹⁸O發生負漂。

全南—尋烏斷裂帶上的溫泉水動力條件較好、循環更新較快，部分溫泉的熱儲溫泉高（大于150℃），經歷了深循環。溫泉的水文地球化學特征與斷裂帶的地震活動性具有較好的對應關系，從而有利于獲取地震前兆流體信號，對于地震監測預報具有重要意義。

4結論

本文利用水文地球化學方法，對全南—尋烏斷裂帶上的5個中高溫溫泉進行了水化學組分、微量元素和氫氧同位素的分析，主要得出以下結論：

（1）全南—尋烏斷裂帶溫泉主要為HCO₃-Na型水；除民裕溫泉分布在部分平衡區域，其它溫泉都分布在未成熟水區，表明地下水循環周期較快，水-巖相互作用仍在進行；溫泉中Na⁺、Li、Sr等組分的相對富集主要是由地下熱水在循環過程中與周邊的中酸性巖漿巖發生水-巖反應導致的，富集的HCO^-₃是由于熱水中的CO₂氣體溶解而形成。

（2）氫氧同位素組成特征表明溫泉水源自當地的大氣降水，并且部分溫泉具有一定的δ¹⁸O負偏，這主要是由于熱水在運移的過程中與其中的CO2氣體發生了水-氣相互作用所造成。

（3）研究區溫泉是由大氣降水沿全南—尋烏斷裂帶滲入地殼深部，在深循環加熱過程中發生了水-巖相互作用和水-氣相互作用，最后從有利的斷裂通道上涌至地表而形成。由于這些溫泉經歷了深循環，攜帶了斷裂帶構造活動的水文地球化學信息，因而有利于獲取地震流體地球化學異常信號。

參考文獻：

鮑志誠，查小惠，高小其，等.2022a.江西九江2號井地震水文地球化學特征及成因［J］.地震工程學報，44（4）：920-928.

鮑志誠，查小惠，趙影，等.2021.九江廬山地區地下水水文地球化學特征及成因［J］.大地測量與地球動力學，41（5）：471-477.

鮑志誠，趙愛平，呂堅，等.2022b.瑞昌—武寧活動斷裂帶土壤氣地球化學特征［J］.地震研究，45（2）：249-256.

蔡國福.1983.1982年江西龍南5級地震后的綜合預報［J］.華南地震，3（S1）：34-40.

車用太，魚金子.2006.地震地下流體學［M］.北京：氣象出版社.

陳棋福.2005.海城地震預報過程的回顧及地震預報發展的思考［J］.國際地震動態，（5）：154-155.

杜建國，康春麗.2000.地震地下流體發展概述［J］.地震，20（S1）：107-114.

段慶寶，楊曉松，陳建業.2015.地震斷層帶流體作用的巖石物理和地球化學響應研究綜述［J］.地球物理學進展，30（6）：2448-2462.

方貴聰，陳毓川，陳鄭輝，等.2016.贛南盤古山鎢礦隱伏花崗巖體巖石學與地球化學特征［J］.中國地質，43（5）：1558-1568.

馮絢敏.1990.贛南中強震顯示的前兆異常復雜性［J］.華南地震，10（4）：30-41.

顧慰祖.2011.同位素水文學［M］.北京：科學出版社，140-144.

郝永河.2010.阿克蘇地區地下水化學特征及其形成原因分析［D］.阿拉爾：塔里木大學.

華仁民，張文蘭，陳培榮，等.2003.贛南大吉山與漂塘花崗巖及有關成礦作用特征對比［J］.高校地質學報，9（4）：609-619.

賴章忠，王安誠.1996.贛南中生代火山活動時代及巖漿來源［J］.江西地質，10（2）：111-118.

李富光.1983.碳酸水與龍南地震［J］.華南地震，3（1）：30-33.

李明禮，多吉，王祝，等.2015.西藏日多溫泉水化學特征及其物質來源［J］.中國巖溶，34（3）：209-216.

李獻華，李武顯，李正祥.2007.再論南嶺燕山早期花崗巖的成因類型與構造意義［J］.科學通報，52（9）：981-991.

李學禮，楊忠耀.1992.江西溫泉形成的地質構造條件分析［J］.華東地質學院學報，15（3）：221-228.

李學禮.1992.江西溫泉成因與鈾礦化關系研究［J］.華東地質學院學報，15（3）：201-220.

李營，陳志，胡樂，等.2022.流體地球化學進展及其在地震預測研究中的應用［J］.科學通報，67（13）：1404-1420.

林樂夫，王安東，孫占學，等.2017.江西省實測地表熱流值及特征［J］.能源研究與管理，3：91-94.

劉春國，晏銳，樊春燕，等.2022.我國地震地下流體監測現狀分析及展望［J］.地震研究，45（2）：161-172.

劉磊，高小其，蘇維剛，等.2022.2022年1月8日門源MS6.9地震前青海地區地下流體群體異常特征［J］.地震學報，44（2）：245-249.

劉耀煒，任宏微，張磊，等.2015.魯甸6.5級地震地下流體典型異常與前兆機理分析［J］.地震地質，37（1）：12.

呂堅，高建華，劉吉夫，等.2002.1987年尋烏地震前的地震活動性異常特征及其相關討論［J］.華南地震，22（4）：28-33.

呂苑苑，趙平，許榮華，等.2012.西藏羊八井地熱田硼同位素地球化學特征初步研究［J］.地質科學，47（1）：251-264.

石宏宇，王萬麗，周曉成，等.2021.四川石棉公益海溫泉水文地球化學特征［J］.地震，41（1）：93-115.

宋貫一，易立新，宋曉冰.2000.地下熱水對斷裂活動與地震活動的影響研究［J］.地震學報，22（6）：632-636.

宋獻方，劉相超，夏軍，等.2007.基于環境同位素技術的懷沙河流域地表水和地下水轉化關系研究［J］.中國科學：地球科學，37（1）：102-110.

孫小龍，劉耀煒，付虹，等.2020.我國地震地下流體學科分析預報研究進展回顧［J］.地震研究，43（2）：216-231.

孫小龍，王廣才，邵志剛，等.2016.海原斷裂帶土壤氣與地下水地球化學特征研究［J］.地學前緣，23（3）：140-150.

孫占學，高柏，劉金輝.2004.江西省橫逕溫泉區地熱氣體地球化學［J］.現代地質，18（1）：116-120.

孫占學，高柏，張展適.2014.贛南地熱氣體起源的同位素與地球化學證據［J］.地質科學，49（3）：791-798.

湯蘭榮，呂堅，曾新福.2017.贛南及鄰區的地震活動特征［J］.華北地震科學，35（2）：82-88.

陶繼華，李武顯，李獻華，等.2013.贛南龍源壩地區燕山期高分異花崗巖年代學，地球化學及鋯石Hf-O同位素研究［J］.中國科學：地球科學，43（5）：760-778.

王貴玲.2018.中國地熱志·華東、華中卷［M］.北京：科學出版社，194-197.

王云，趙慈平，李其林，等.2018.滇東南楔形構造區典型地熱流體地球化學特征研究［J］.地震研究，41（4）：334-343.

巫建華，韋昌襲，郭恒飛，等.2019.江西及廣東北部侏羅系—白堊系巖石地層格架和地質時代［J］.高校地質學報，25（2）：309-320.

肖瓊，沈立成，袁道先，等.2009.重慶北溫泉水化學特征對汶川8.0級地震的響應［J］.中國巖溶，28（4）：385-390.

顏玉聰，劉峰立，郭麗爽，等.2021.龍門山斷裂帶溫泉水文地球化學特征［J］.地震研究，44（2）：170-184.

張智超.2017.贛南地區含氮溫泉水文地球化學特征研究［D］.南昌：東華理工大學.

章光新，鄧偉，何巖，等.2006.中國東北松嫩平原地下水水化學特征與演變規律［J］.水科學進展，17（1）：9.

趙永紅，白竣天，李小凡，等.2011.活動斷裂帶附近地下水中的氫同位素變化與地震關系研究［J］.巖石學報，27（6）：1909-1915.

鄭淑蕙，侯發高，倪葆齡.1983.我國大氣降水的氫氧穩定同位素研究［J］.科學通報，28（13）：801-806.

Aiuppa A，Dongarrà G，Capasso G，et al.2000.Trace elements in the thermal groundwaters of Vulcano Island（Sicily）［J］.Journal of Volcanology and Geothermal Research，98（1-4）：189-207.

Chen Z，Zhou X，Du J，et al.2015.Hydrochemical characteristics of hot spring waters in the Kangding district related to the Lushan MS= 7.0 earthquake in Sichuan，China［J］.Natural Hazards & Earth System Sciences Discussions，2（6）：1149-1156.

Craig H.1961.Isotopic Variations in Meteoric Waters［J］.Science，133（3465）：1702-1703.

Dorsey M T，Rockwell T K，Girty G H，et al.2021.Evidence of hydrothermal fluid circulation driving elemental mass redistribution in an active fault zone［J］.Journal of Structural Geology，144（1）：104269.

Favara R，Grassa F，Inguaggiato S，et al.2002.Hydrogeochemistry and stable isotopes of thermal springs：earthquake-related chemical changes along Belice Fault（Western Sicily）［J］.Applied Geochemistry，16（1）：1-17.

Giggenbach W F.1988.Geothermal solute equilibrium.Derivation of Na-K-Mg-Ca geoindicators［J］.Geochimica Et Cosmochimica Acta，52（12）：2749-2765.

Giggenbach W F.1991a.Chemical techniques in geothermal exploration［M］//UNITAR/UNDP Guidebook：Application of Geochemistry in Resources Development，119-144.

Giggenbach W F.1991b.The composition of gases in geothermal and volcanic systems as a function of tectonic setting［M］//Kharaka，Maest，Water-Rock Interactions.Balkema Rotterdam，873-878.

Gori F，Barberio M D.2022.Hydrogeochemical changes before and during the 2019 Benevento seismic swarm in central-southern Italy［J］.Journal of Hydrology，604：127250.

Gulec，Nilgun，Hilton，et al.2015.Post-earthquake anomalies in He-CO2 isotope and relative abundance systematics of thermal waters：The case of the 2011 Van earthquake，eastern Anatolia，Turkey［J］.Chemical geology，411（14）：1-11.

Li C，Zhou X，Yan Y，et al.2021.Hydrogeochemical characteristics of hot springs and their short-term seismic precursor anomalies along the Xiaojiang Fault Zone，Southeast Tibet Plateau［J］.Water，13（19）：2638.

Martinelli G，Ciolini R，Facca G，et al.2021.Tectonic-related geochemical and hydrological anomalies in Italy during the last fifty years［J］.Minerals，11（2）：107.

Mondal N C，Singh V P，Singh V S，et al.2010.Determining the interaction between groundwater and saline water through groundwater major ions chemistry［J］.Journal of Hydrology，388（1-2）：100-111.

Nishizawa S，Igarashi G，Sano Y，et al.1998.Radon，Cl and SO-24 anomalies in hot spring water associated with the 1995 earthquake swarm off the east coast of the Izu Peninsula，Central Japan［J］.Applied Geochemistry，13（1）：89-94.

Onda S，Sano Y，Takahata N，et al.2018.Groundwater oxygen isotope anomaly before the M6.6 Tottori earthquake in Southwest Japan［J］.Scientific reports，8（1）：1-7.

Pang Z H，Kong Y L，Li J，et al.2017.An isotopic geoindicator in the hydrological cycle［J］.Procedia Earth & Planetary Science，17：534-537.

Piper A M.1953.A graphic procedure in the geochemical interpretation of water analyses［M］//OCLC 3770755，ASIN B0007HRZ36. Washington D C：United States Geological Survey.

Richard B，Knapp，Jerry，E，et al.1977.Differential thermal expansion of pore fluids：Fracture propagation and microearthquake production in hot pluton environments［J］.Journal of Geophysical Research，82（17）：2515-2522.

Rigo A.2010.Precursors and fluid flows in the case of the 1996，ML=5.2 Saint-Paul-de-Fenouillet earthquake（Pyrenees，France）：A complete pre-，co-and post-seismic scenario［J］.Tectonophysics，480（1-4）：109-118.

Sato T，Takahashi H A，Kawabata K，et al.2020.Changes in the nitrate concentration of spring water after the 2016 Kumamoto earthquake［J］.Journal of Hydrology，580：124310.

Sibson R H，Robert F，Poulsen K H.1988.High-angle reverse faults，fluid-pressure cycling，and mesothermal gold-quartz deposits［J］.Geology（Boulder），16（6）：551-555.

Skelton A，Andrén M，Kristmannsdóttir H，et al.2014.Changes in groundwater chemistry before two consecutive earthquakes in Iceland［J］.Nature Geoscience，7：752-756.

Skelton A，Liljedahl-Claesson L，Wsteby N，et al.2019.Hydrochemical changes before and after earthquakes based on long-term measurements of multiple parameters at two sites in northern Iceland—a review［J］.Journal of Geophysical Research：Solid Earth，124（3）：2702-2720.

Snell T，De Paola N，van Hunen J，et al.2020.Modelling fluid flow in complex natural fault zones：implications for natural and human-Induced earthquake nucleation［J］.Earth and Planetary Science Letters，530（15）：115869.

Wang B，Zhou X，Zhou Y，et al.2021.Hydrogeochemistry and precursory anomalies in thermal springs of Fujian（southeastern China）associated with earthquakes in the Taiwan strait［J］.Water，13（24）：3523.

Woith H，Wang R，Maiwald U，et al.2013.On the origin of geochemical anomalies in groundwaters induced by the Adana 1998 earthquake［J］.Chemical Geology，339（2）：177-186.

Yan Y，Zhou X，Liao L，et al.2022.Hydrogeochemical characteristic of geothermal water and precursory anomalies along the Xianshuihe Fault Zone，Southwestern China［J］.Water，14（4）：550.

Zhou H，Zhou X，Su H，et al.2022b.Hydrochemical characteristics of earthquake-related thermal springs along the Weixi-Qiaohou Fault，Southeast Tibet Plateau［J］.Water，14（1）：132.

Zhou R，Zhou X，Li Y，et al.2022a.Hydrogeochemical and isotopic characteristics of the hot springs in the Litang Fault Zone，Southeast Qinghai-Tibet Plateau［J］.Water，14（9）：1496.

Zhou X，Du J，Chen Z，et al.2010.Geochemistry of soil gas in the seismic fault zone produced by the Wenchuan MS8.0 earthquake，southwestern China［J］.Geochemical Transactions，11（1）：5.

Zhou Z，Tian L，Zhao J，et al.2020.Stress-related pre-seismic water radon concentration variations in the Panjin Observation Well，China（1994-2020）［J］.Frontiers in Earth Science，8：596283.

Zhou Z，Zhong J，Zhao J，et al.2021.Two mechanisms of earthquake-induced hydrochemical variations in an observation well［J］.Water，13（17）：2385.

Hydrogeochemical Characteristics of the Hot Springs

in the Quannan-Xunwu Fault Zone

OU Xiaobin BAO Zhicheng LYU Jian XIAO Jian ZHAO Ying CHEN Hao

（1.Jiangxi Earthquake Agency，Nanchang 330026，Jiangxi，China）

（2.Observatory for Geodynamic of the East Yangtze Block in Jiujiang，Jiangxi Province，Jiujiang 332006，Jiangxi，China）

Abstract

Through field investigation and sampling of the water in five hot springs in the Quannan-Xunwu fault zone，the major components，trace elements，and hydrogen and oxygen isotopes of the collected water samples are tested to find out the hydrogeochemical characteristics of the water in these five hot springs and its cause in this area.The results show that：① The temperature range of the hot springs in the Quannan-Xunwu fault zone is 42 ℃ -72 ℃；these springs belong to medium-high temperature hot springs；the water in the hot springs belong to the HCO3-Na type and the HCO3-Na-Ca type，and the HCO3-Na type water is the major part.The hot springs are rich in Na，Li，and Sr，due to the water-rock reaction between the underground hot water and the surrounding Yanshanian intermediate-acid intrusive rocks during the circulation process.② The range of δ18O isotope values is -40.38‰～-44.50 ‰，and the range of δD isotope values is -6.42‰～-6.95 ‰.These values are near the left side of the atmospheric precipitation line，indicating that the hot springs water replenishment mainly comes from atmospheric precipitation，and some hot springs have water-gas interaction with CO₂gas therein.③ In the Quannan-Xunwu fault zone，the atmospheric precipitation flows into the deep crust along the Quannan-Xunwu fault zone，then，after cycle heating in the deep，the water flows back onto the earths surface through the fracture channel and supplies the hot springs.In the Quannan-Xunwu fault zone，the spatial distribution and the hydrological characteristics of the hot springs have a good relationship with the earthquake activity.

Keywords：hot spring；chemical composition of water；hydrogen and oxygen isotope；the Quannan-Xunwu fault zone